吳淑玉，徐華寧，劉俊,5，楊睿，寧伏龍

1. 中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）工程學(xué)院，武漢 430074

2. 中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037

3. 中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所，自然資源部天然氣水合物實(shí)驗(yàn)室，青島 266071

4. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評價(jià)與探測技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室，青島 266071 5. 中國地質(zhì)調(diào)查局煙臺海岸帶地質(zhì)調(diào)查中心，煙臺 264001

天然氣水合物是由水和氣體（最常見氣體組分為甲烷）組成的復(fù)合物，通常穩(wěn)定存在于低溫、高壓，水深大于300 m 的近海和湖底沉積層中或永久凍土帶內(nèi)[1]。天然氣水合物可能成為未來的潔凈能源，與全球能源戰(zhàn)略密切相關(guān)，同時(shí)也涉及地質(zhì)災(zāi)害與海洋工程安全等現(xiàn)實(shí)應(yīng)用問題以及全球氣候、環(huán)境變化等重大科學(xué)問題[2]。近年來，針對天然氣水合物的研究成為海洋領(lǐng)域的熱點(diǎn)之一[3]。

針對海域天然氣水合物的研究呈現(xiàn)明顯的多學(xué)科交叉特征，主要內(nèi)容涉及其形成和分解機(jī)制、碳循環(huán)過程、分布規(guī)律、勘探與開發(fā)等[4]。就勘探與分布預(yù)測而言，海域天然氣水合物的分布區(qū)大多都是通過地震反射剖面上的似海底反射（BSR）特征來推斷的，這也意味著地震勘探是當(dāng)前天然氣水合物識別的主要手段?；贐SR 之上含水合物沉積物與BSR 之下可能含游離氣沉積物之間存在明顯阻抗差異的特征[5]，形成一系列天然氣水合物地震識別及其分布預(yù)測方法，包括地震屬性分析[6-12]、地震速度分析[13-15]、無井約束稀疏脈沖反演[16-19]和井-震聯(lián)合稀疏脈沖反演[20]、走時(shí)反演（層析成像）[21]、全波形反演[4,22-25]、疊前反演[26]和地震譜反演[14,27-29]等。另外，根據(jù)AVO 響應(yīng)的特征差異，AVO 正演分析在水合物的厚度和飽和度預(yù)測中也有成功應(yīng)用[30-36]。由于水合物儲層具有較強(qiáng)的非均質(zhì)性、規(guī)模小且橫向上變化快的特點(diǎn)，利用常規(guī)的地震反演方法難以精確地刻畫其水合物分布狀態(tài)，且國際上對非均質(zhì)性水合物儲層預(yù)測技術(shù)的研究較少。如果含水合物沉積層下伏存在游離氣，其響應(yīng)頻率會發(fā)生明顯衰減，衰減程度主要受孔隙發(fā)育程度和氣體含量等的影響，因而頻率可作為水合物儲層識別的一個(gè)重要屬性，國內(nèi)外學(xué)者已將時(shí)頻分析應(yīng)用到薄儲層油氣預(yù)測的研究，且取得了較好的效果[37]。

回顧時(shí)頻分析的發(fā)展歷程，Widess[38]首先提出用時(shí)頻量化來描述薄儲層的技術(shù)方法，主要建立在精細(xì)處理、正確的子波相位和真正的道間距振幅之間的關(guān)系上，后來，Morlet 等[39]把時(shí)頻分析技術(shù)應(yīng)用到了石油勘探中，Partyka 等[40]借助先進(jìn)的計(jì)算機(jī)技術(shù)把時(shí)頻分析技術(shù)轉(zhuǎn)化為一種實(shí)用、便捷的地震解釋工具，即地震譜分解技術(shù)（Spectral Decomposition），此后譜分解技術(shù)在儲層描述中被廣泛應(yīng)用。Ren 等[41]根據(jù)Biot 飽和流體孔隙介質(zhì)地震波的傳播理論，設(shè)計(jì)了不同巖性和物性參數(shù)模型在低、中、高頻地震響應(yīng)的變化規(guī)律與機(jī)理，并將AVF（不同時(shí)間厚度下振幅和頻率的關(guān)系）引入時(shí)頻分析中逐漸發(fā)展為分頻反演，它的反演結(jié)果可以更加精細(xì)地刻畫實(shí)際地層之間的接觸關(guān)系，具有更高的分辨率、與井的吻合率較高的算法，是地震反演技術(shù)新的發(fā)展方向。

中國南海神狐海域的天然氣水合物具有獨(dú)特的成藏特征，其含水合物沉積層主要以厚、薄不一的互層形式存在且橫向分布不均，通常以強(qiáng)復(fù)合反射BSR 為其底界面標(biāo)志，給水合物資源量精確評價(jià)帶來困難[42-44]，尤其是與流體運(yùn)移通道相關(guān)的厚塊狀水合物在地震剖面上很難直接識別并預(yù)測其厚度[29]。本文嘗試?yán)孟辔晦D(zhuǎn)換和時(shí)頻分析等手段提高地震縱向分辨率，采用基于向量機(jī)（SVM）的分頻反演方法，將反演結(jié)果與區(qū)域地質(zhì)特點(diǎn)結(jié)合，分析含天然氣水合物沉積層的空間分布特點(diǎn)并探討其形成模式。

1 地震分頻原理

1.1 分頻反演

分頻反演方法是一種全新的全頻約束反演方法，比常規(guī)反演具有更高的分辨率。該方法主要是依靠測井曲線數(shù)據(jù)和地震數(shù)據(jù)，通過研究不同地層厚度下的振幅與頻率之間的響應(yīng)關(guān)系（AVF），將AVF 作為獨(dú)立信息引入反演，合理利用地震的低頻，中頻和高頻帶信息，減少薄層反演的不確定性，得到一個(gè)高分辨率的反演結(jié)果[45-54]。

設(shè)計(jì)一個(gè)楔狀模型（圖1a），通過不同主頻的子波與其反射系數(shù)進(jìn)行褶積，得到一系列的合成地震記錄剖面，從而得到振幅與厚度在不同頻率時(shí)的調(diào)諧曲線（圖1b）。地震波形是阻抗（AI）和時(shí)間厚度（H）的函數(shù)，反演時(shí)僅根據(jù)振幅同時(shí)求解AI 和H，即已知一個(gè)參數(shù)求解兩個(gè)未知數(shù)，結(jié)果是多解的。AVF 揭示了一個(gè)重要規(guī)律：同一地層在不同的主頻子波下會展現(xiàn)不同的振幅特征，而AVF 關(guān)系非常復(fù)雜，很難用一個(gè)顯示函數(shù)表示，因此通過支持向量機(jī)（SVM）非線性映射的方法，在測井和地震子波分解剖面上找到這種對應(yīng)關(guān)系，利用AVF 的響應(yīng)關(guān)系進(jìn)行反演。

圖1 楔狀模型的頻率—厚度—振幅響應(yīng)a. 楔狀模型，b. 不同地震頻率下的厚度和振幅交匯圖。Fig.1 Frequency-thickness-amplitude response of wedge modela. wedge model, b. the relation between thickness and amplitude under different seismic frequencies.

1.2 支持向量機(jī)原理

SVM 由 Vapnik 于 1992 年首次提出，它是一種類似神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的計(jì)算方法，可以作為模式分類和非線性回歸，通過3 個(gè)參數(shù)控制的學(xué)習(xí)方法，克服了神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)所存在的比如局部最優(yōu)，過度學(xué)習(xí)和網(wǎng)絡(luò)不穩(wěn)定等問題，為統(tǒng)計(jì)學(xué)習(xí)和人工智能中非常先進(jìn)的算法。其基本思想是對于一個(gè)給定的具有優(yōu)先數(shù)量訓(xùn)練樣本，通過適當(dāng)?shù)剡x擇函數(shù)子集及其該子集中的函數(shù)判別，使得學(xué)習(xí)機(jī)器的實(shí)際風(fēng)險(xiǎn)達(dá)到最小，得到最佳的推廣泛化能力[53]。

假設(shè)N個(gè)兩類≥線性可分樣本的特征為其類別標(biāo)簽為：

將樣本線性分離的超平面可以改成：

以上兩個(gè)式子合并為：

求解最優(yōu)分類面就是求?。?）式在（6）式約束條件下的極值，而超過平面的樣本點(diǎn)就是極值點(diǎn)，此時(shí)支持了超平面，稱之為支持向量。在特征空間F 內(nèi)，為了滿足在（6）式條件下求的極小值：

利用Lagrange 優(yōu)化方法可求解上述問題，將支持向量機(jī)的優(yōu)化問題轉(zhuǎn)化為求解二次歸化問題：

多項(xiàng)式核：

高斯核：

1.3 分頻反演步驟

（1）對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行頻譜分析，獲得目標(biāo)層段地震頻帶范圍和噪聲分布；

（2）在水合物有效目標(biāo)層位內(nèi)選擇有對水合物敏感的彈性參數(shù)曲線，將有代表的測井曲線和地質(zhì)參數(shù)作為樣本；

（3）對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行中值濾波，去掉地震異常、平滑地震記錄，有效地保護(hù)邊緣信號以及對尖銳噪聲進(jìn)行有效平滑的特點(diǎn)；

（4）根據(jù)對地震數(shù)據(jù)的頻寬、低—中—高頻和主頻特點(diǎn)，設(shè)計(jì)分頻間隔點(diǎn)，采用小波分頻原理對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行分頻，并對分頻數(shù)據(jù)進(jìn)行地震屬性提取，從而產(chǎn)生不同頻段的地震屬性數(shù)據(jù)；

（5）建立目標(biāo)測井曲線和分頻地震屬性的非線性映射關(guān)系（AVF），利用支持向量機(jī)（SVM）方法建立分頻屬性和目標(biāo)曲線之間的非線性關(guān)系，通過訓(xùn)練學(xué)習(xí)，直到反演結(jié)果與實(shí)際井曲線特征相對應(yīng)。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

神狐海域位于珠江口盆地的白云凹陷內(nèi)部（圖2），處于歐亞、太平洋和印度—澳大利亞三大板塊交匯處附近的華南大陸南緣，其形成和發(fā)展與南海盆地的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)密切相關(guān)，歷經(jīng)了神狐、珠瓊、南海和東沙運(yùn)動(dòng)等5 次大的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)[55-56]。自漸新世晚期以來，南海北部的陸坡處于拗陷期，沉積環(huán)境為濱淺?！肷詈?，物源供給充足，沉積速率大且地層厚、巖石粒度為中—上等偏細(xì)。中新世晚期以后，該區(qū)以三角洲和扇三角洲沉積為主，滑塌扇、濁積扇和重力流非常發(fā)育。到第四紀(jì)時(shí)期，發(fā)育滑塌扇，以上沉積體具有較快的沉積速率，沉積厚度大，有機(jī)質(zhì)比較豐富，上覆塊體快速堆積使得有機(jī)質(zhì)能夠得到有效保存。由于多次地殼運(yùn)動(dòng)和多階構(gòu)造演化，發(fā)育了NE、NW 和NNE 向正斷層，斷裂的發(fā)育和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)還誘發(fā)了深部超壓泥質(zhì)巖類的塑性流動(dòng)，形成泥底辟活動(dòng)帶，泥底辟與其上覆較陡的斷裂以及垂向裂隙系統(tǒng)共同構(gòu)成了流體的滲漏通道，為天然氣向上運(yùn)移到淺部水合物穩(wěn)定帶運(yùn)移創(chuàng)造了有利條件[57-60]。

3 含天然氣水合物沉積層地球物理響應(yīng)特征

3.1 BSR 地震反射特征

圖2 南海北部大陸邊緣珠江口盆地區(qū)域構(gòu)造與研究區(qū)位置圖[61]Fig.2 Tectonic map showing regional structures and study area of the Pearl River Basin on the northern continental margin of the South China Sea [61]

水合物穩(wěn)定帶受溫壓條件限制，其底界面通常以強(qiáng)振幅的BSR 為特征。在研究海域，BSR 位于海底之下135～230 mbsf，其強(qiáng)振幅反射特征明顯，波形極性與海底相反并與正常沉積地層斜交，橫向延伸長度為 1.7～5.36 km[62]（圖 3）。在鉆獲天然氣水合物位置處，BSR 由一系列強(qiáng)反射界面聯(lián)合組成，這是由于沉積物孔隙和滲透等差異導(dǎo)致天然氣水合物飽和度不同，在垂向上形成物性差異所致。BSR 上方振幅空白帶顯示明顯，下部的雜亂或模糊反射與游離氣的存在有關(guān)。

3.2 測井響應(yīng)分析

2015 年，廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局在研究區(qū)W03 站位（水深1 295.41 m）進(jìn)行隨鉆測井和取樣。結(jié)果表明，此處含天然氣水合物沉積層厚度近80 m，是迄今在南海所有發(fā)現(xiàn)含水合物沉積中最厚的。圖4是W03 井位置的電阻率、縱波速度、密度與自然伽馬測井曲線。根據(jù)電阻率和縱波速度曲線，海底之下沉積層具有典型的“三段區(qū)間”變化特征。第1 段區(qū)間為 1 295.41～1 424.14 m，沉積層電阻率基本保持不變，約 1.57 Ω·m，表明沉積物物性穩(wěn)定，而縱波速度曲線呈線性緩慢增長趨勢，說明與沉積壓實(shí)作用有關(guān)。密度與自然伽馬曲線都表現(xiàn)為小幅度振蕩，密度為 1.76～1.89 g/cm3，自然伽馬的平均值大約為65 API。密度與自然伽馬測井曲線的振蕩特征可能與沉積層中粉砂質(zhì)/泥的比值變化以及孔隙水含量的變化有關(guān)。第2 段區(qū)間為1 424.14～1 504.24 m，從 1 424.14 m 的深度段往下，電阻率以1.57 Ω·m 和縱波速度以 1 770 m/s 開始迅速增大，其最大值分別達(dá)到 8 Ω·m 和 2 315 m/s，1 424～1 504 m深度段（厚度約80 m）的高電阻率、高聲波速度異常指示著天然氣水合物的存在。取樣分析結(jié)果表明，這一深度區(qū)間內(nèi)水合物層厚最薄為4 m，最厚為34 m，平均含水合物飽和度為24.4%，平均滲透率為2.58 mD，滲透性較差。另外，這一深度區(qū)間的密度測井曲線沒有明顯減小，說明水合物不是以大塊狀或厚層狀存在，而是以彌散狀分布于沉積層中。自然伽馬曲線在這一深度區(qū)間表現(xiàn)出升高—降低—再升高的變化特征。通常天然氣水合物賦存區(qū)段的孔隙度相對較高，也就是砂/泥比會上升，對應(yīng)的自然伽馬會相對下降，而此處自然伽馬值整體較高的原因是放射性較高的有孔蟲化石，為天然氣水合物的生長和聚集提供了空間。

3.3 非均質(zhì)性儲層特征

圖3 BSR 在地震剖面上的反射特征Fig.3 Seismic profile of BSR reflection characteristics

圖4 含水合物沉積層 W03 井的測井曲線Fig.4 Logging curves for gas hydrate deposits in the Well W03

南海北部陸坡神狐海域水合物儲層是以厚薄相間的水合物存在，相關(guān)學(xué)者[42]在2015 年水合物鉆探的19 口井中，通過常規(guī)測井和隨鉆成像測井（GVR）發(fā)現(xiàn)，厚層水合物以厚層狀和分散狀分布，薄層水合物以斑塊狀和薄層狀分布。厚層狀水合物發(fā)現(xiàn)存在于 W02、W07、W11 和 W16 井，其中厚層狀水合物埋藏較深，主要分布在100～200 mbsf，且厚度較大，單層厚度可達(dá)10 m，主要分布在厚層水合物層的頂部，電阻率頻譜較窄，為明顯單峰，主要為高飽和水合物。另一種厚層水合物以分散狀分布，主要發(fā)現(xiàn)在 W01、W02、W07、W11、W17 和W19 井中，GVR 圖像為分散狀浸染分布于基質(zhì)中，厚度也較大，單層厚度可達(dá)5 m 以上，主要分布在厚層狀水合物之下、厚層水合物層的中部，電阻率為頻譜較寬的單峰，水合物為中飽和度。薄層狀水合物以斑塊狀分布于基質(zhì)中，主要發(fā)現(xiàn)在W02 和W19 井中，斑塊狀水合物非均質(zhì)性強(qiáng)，大的斑塊狀水合物可達(dá)0.4 m，小的斑塊狀水合物只有0.1 m，其分布規(guī)律不明顯，主要分布于分散狀水合物的下面、且厚層水合物層的底部，具有較強(qiáng)的非均質(zhì)性，為高飽和—中飽和水合物。薄層狀水合物在每口井中存在，通過測井曲線（中子、密度和聲波速度）都無法識別，只有GVR 圖像上顯示高亮和電阻率呈增大特征[42]。

厚薄相間水合物的存在形式，使得水合物地層的物理性質(zhì)改變，具有各向非均質(zhì)性，大大增加了天然氣水合物儲層識別的困難，本文主要采用分頻反演方法解決以上問題。主要以厚薄的楔狀模型為例，分別采用約束稀疏脈沖反演方法和分頻反演方法，通過對比論證分頻反演方法在厚薄相間天然氣水合物儲層中的適用性。

4 非均質(zhì)性天然氣水合物識別技術(shù)

4.1 基于正演模型的反演方法對比

目前天然氣水合物儲層預(yù)測主要通過約束稀疏脈沖反演方法，理論技術(shù)上可以有效預(yù)測厚度范圍在λ/4～2λ/3，去掉模型精度對反演結(jié)果的影響，該技術(shù)實(shí)際也只能應(yīng)用于λ/4～λ/2 之間的厚度，如果想要識別更厚或更薄的物體，仍需要測井信息的加入，這就降低了其預(yù)測性[63]。為了驗(yàn)證分頻反演對厚薄儲層識別的有效性，通過設(shè)計(jì)的widess 楔形模型（圖 5a），選用主頻為 30 Hz 的子波進(jìn)行正演模擬（圖5b），分別采用稀疏脈沖反演和分頻反演方法，可以看出稀疏脈沖反演的識別范圍為λ/4～2λ/3（圖5c），該方法是主要是利用地震資料主頻信息，但如果要識別物體的厚度范圍，需要加入準(zhǔn)確的初始低頻模型，而天然氣水合物勘探中鉆井?dāng)?shù)量少，要得到精確的初始低頻模型十分困難。分頻反演的預(yù)測結(jié)果能識別出厚度范圍為λ/8～λ 的儲層（圖5d），尤其適合對超過常規(guī)分辨率的厚層水合物進(jìn)行刻畫，相對稀疏脈沖反演方法具有明顯優(yōu)勢[46,64]，預(yù)測的厚度更加接近于設(shè)計(jì)的楔形模型，該方法更適合用于天然氣水合物厚度變化范圍較大的儲層預(yù)測。

4.2 目標(biāo)曲線確定

將水合物層段和非水合物層段的聲波阻抗和電阻率進(jìn)行交匯（圖6），紅色部分為含水合物樣品，綠色為非水合物樣品，水合物沉積層與非水合物沉積層還存在重疊的聲波阻抗區(qū)間，假如直接利用井中波阻抗曲線作為目標(biāo)屬性進(jìn)行相關(guān)反演，很難取得較好的效果。由圖可以看出根據(jù)聲阻抗的門檻值（橘紅色）區(qū)分的水合物和非水合物區(qū)域效果不如深電阻率（藍(lán)色，門檻值為2.6 Ω·m）的效果好，且電阻率比速度曲線更能刻畫水合物的頂?shù)准捌湮镄蕴卣?，因此在反演過程中，通過以電阻率曲線作為學(xué)習(xí)目標(biāo)，充分利用地震資料中有效頻帶中的相對高頻和相對低頻信息，又保持了總體趨勢，利用電阻率曲線的分頻反演能夠更加有效地刻畫水合物的具體形態(tài)和范圍。

圖5 楔狀模型正演下不同反演方法儲層厚度識別對比a. Widess 楔狀模型，b. 30 Hz 地震正演模擬，c. 稀疏脈沖反演結(jié)果，d. 譜反演結(jié)果。Fig.5 Identification and comparison of reservoir thickness by different inversion methods under Widess wedge modela. Widess wedge model, b. 30 Hz seismic forward simulation, c. sparse pulse inversion results, d. frequency-divided inversion results.

圖6 聲波阻抗和電阻率的交會圖Fig.6 Crossplot of acoustic impedance versus resistivity

4.3 地震分頻頻段

將水合物層段的地震進(jìn)行頻譜掃描，其頻率主要分布在 6～160 Hz，主頻為 60 Hz（圖 7），具有明顯的富低頻和寬頻的特征，為充分利用各個(gè)頻率段的信息，按照頻寬范圍，將頻帶設(shè)置為6、15、30、45、60、90、120、150 Hz 等幾個(gè)頻段分隔點(diǎn)。

圖7 水合物地震剖面的頻譜特征Fig.7 Spectral characteristics of gas hydrate seismic profile

4.4 支持向量機(jī)的分頻反演

通過對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行頻譜分解，將分解的頻譜能量體對各頻段數(shù)據(jù)體計(jì)算振幅、頻率和相位等地震屬性。利用電阻率曲線和低頻模型，對分頻的屬性數(shù)據(jù)利用SVM 方法進(jìn)行訓(xùn)練，計(jì)算不同厚度下AVF 的關(guān)系，將AVF 關(guān)系引入分頻反演，建立電阻率曲線與地震波形之間的非線性映射關(guān)系（圖8）。最終將每個(gè)分頻屬性體作為輸入，利用訓(xùn)練好的分頻體和反演體之間的AVF 關(guān)系，合成最終的反演體[48, 50, 53, 65]。

5 反演結(jié)果及分析

5.1 分頻反演結(jié)果可靠性評價(jià)

地震主頻60 Hz 的地震數(shù)據(jù)，其縱向分辨率為8 m，對于小于8 m 的薄層其地震分辨率比較難以識別。下面通過對比原始地震剖面與過井的深電阻率曲線（圖9a），發(fā)現(xiàn)在測井曲線異常段地震存在較強(qiáng)的阻抗界面，由圖從上往下可以看出，圖中紅色箭頭所指顯示第一個(gè)強(qiáng)反射地震反射軸與深電阻率對應(yīng)的結(jié)果很好，第二個(gè)地震反射軸為雙峰的強(qiáng)反射，而測井上電阻率顯示含水合物層較薄，第三個(gè)地震反射軸為頻率較高的薄層反射特征，而深電阻率曲線顯示的含水合物層較厚。通過對原始地震進(jìn)行90°相位轉(zhuǎn)換，重新進(jìn)行井震標(biāo)定（圖9b），從上往下可以看出，第一個(gè)強(qiáng)反射軸與深電阻率曲線與之前一樣，比較吻合；第二強(qiáng)反射軸由雙峰變成單峰，強(qiáng)軸對應(yīng)水合物的頂界，但是無法區(qū)分該套水合物的厚度；第三個(gè)強(qiáng)反射軸地震頻率形態(tài)振幅還是不變，與深電阻率曲線還是不能夠吻合。通過以上技術(shù)手段發(fā)現(xiàn)，對于薄層的地震反射特點(diǎn)利用90°相位轉(zhuǎn)換可以只能顯示水合物的頂界，但是不能區(qū)分薄層的厚度；對于厚層的含水合物層，利用90°相位轉(zhuǎn)換方法既不能區(qū)分水合物的頂?shù)捉缑妫膊荒軈^(qū)分厚度。

本文利用分頻反演方法對南海神狐海域天然氣水合物進(jìn)行反演（圖10），可以看出，反演結(jié)果與已鉆遇井相當(dāng)吻合，通過充分利用井點(diǎn)的低頻和高頻，以及地震的中頻部分，有效地對分頻反演結(jié)果的有效頻帶進(jìn)行合理拓寬，能夠分辨出5 m 的水合物薄層，且水合物薄層的尖滅點(diǎn)比較清晰。因此，通過分頻反演結(jié)果能夠較好地反映研究區(qū)天然氣水合物礦體的展布形態(tài)。

5.2 分析與討論

圖8 井旁道分頻地震屬性SVM 訓(xùn)練結(jié)果與電阻率測井曲線對比Fig.8 SVM training results compared with resistivity logging curves

圖9 原始和 90°相位剖面與井曲線對比a. 原始地震剖面與深電阻率曲線對比, b. 90°相位地震剖面深電阻率曲線對比。Fig.9 Original seismic and 90° phase seismic profiles compared with well curves seismic sectiona. original seismic corresponding to deep resistivity curve, b. 90 ° phase seismic corresponding to deep resistivity curve.

圖10 分頻反演剖面與 W03 井深探測電阻率曲線Fig.10 Frequency-division inversion profiles versus deep resistivity in the Well W03

研究區(qū)水合物分布為厚層狀和薄層狀，厚層狀水合物是研究區(qū)主力水合物層，一般埋藏較深，主要分布在海床下100～200 m，厚度也較厚，單層厚度甚至可達(dá)10～80 m，厚層狀的水合物主要為高飽和水合物，其次為中飽和水合物，可組成多期旋回。根據(jù)分頻反演結(jié)果（圖10），水合物在空間上具有多層分布，不論在垂向上還是在平面都具有分布不均勻的特征。厚層狀水合物在橫向上分布也較為穩(wěn)定，一般需要下部具有充足的氣灶。薄層狀水合物在神狐海域的每口井都均有分布，分布較為廣泛，海床下幾十米到幾百米均有分布，薄層狀水合物分布較為分散，埋藏較淺，也有可能為厚層水合物的分支。根據(jù)反演結(jié)果，可以看出位于該井處分布著3 套水合物和天然氣組合層。根據(jù)成像測井揭示和地震資料解釋結(jié)果，位于水合物沉積層頂部發(fā)育為一條NE 向的高角度界面型斷層，該斷層作為巖性界面對水合物起著遮擋作用，并溝通了上下幾套水合物層，且有利于水合物的保存。

影響天然氣水合物空間分布不均勻，厚薄相間的原因除了具有水深和溫壓條件，還受到氣源、沉積環(huán)境和構(gòu)造因素的影響[66-67]。

從始新世開始，深部有機(jī)質(zhì)熱解成氣，在流體勢的作用下沿著NE、NW 和NWW 向斷層向上運(yùn)移，在低溫高壓條件下，熱解氣和流體結(jié)合形成水合物，氣壓充足，水合物為厚層狀，為“流體運(yùn)移通道型”水合物藏，含有水合物地層的沉積速率一般都超過30 m/Ma[68]。沉積環(huán)境是由于各種快速沉積和厚度大的濁積扇、斜坡扇及三角洲等沉積體系前緣、滑塌塊體和等滲流沉積，是水合物富集的有利沉積相帶，沉積物中的流體由于滑塌作用而受側(cè)向壓實(shí)導(dǎo)致其他地方大量擴(kuò)散，進(jìn)而形成水合物[69]。有利于天然氣水合物運(yùn)移的構(gòu)造條件為氣煙囪和斷層，氣煙囪與BSR 的平面分布范圍有良好的空間匹配關(guān)系，剖面上表現(xiàn)為“下拉”的地震反射特征，由于地震波能量被吸收造成地震反射模糊或空白的效果，相對周圍地層具有直立的通道形態(tài)，頂部常會發(fā)生橫向擴(kuò)張表現(xiàn)為花狀或蘑菇狀，氣煙囪并沒有延伸至海底，而是在BSR 下部終止。深部的熱解成因氣沿著切穿沉積蓋層的斷裂形成上升的氣流體，順著這些斷層為深部氣源向淺部運(yùn)移提供了通道[70]，斷層與BSR 的發(fā)育具有良好的匹配關(guān)系（圖11）。這種類型的水合物礦藏深部氣源供給充足，穩(wěn)定帶厚度大，飽和度及豐度高，且展布規(guī)模及資源潛力巨大。其中深部氣源供給、氣煙囪和斷裂等輸導(dǎo)形成下生上儲“流體運(yùn)移通道型”天然氣水合物礦藏的主控因素[71-72]。

圖11 神狐海域水合物成藏分布模式圖Fig.11 Accumulation distribution pattern of hydrate in the Shenhu area

晚中新世及上新世開始，位于深水海底淺層（100～230 mbsf）的未成巖沉積物中，來自原地淺層沉積物中有機(jī)質(zhì)生物化學(xué)作用形成的生物甲烷烴氣源，尚伴有少量深部熱解氣，構(gòu)成了以生物氣為主的混合氣氣源，通過擴(kuò)散運(yùn)聚作用方式形成“原地自生自儲擴(kuò)散型”的天然氣水合物成藏模式。這種類型的水合物礦藏埋藏淺，水合物穩(wěn)定帶厚度薄，一般不超過200 m，水合物飽和度及豐度不太高，氣源潛力及資源規(guī)模較小。其中淺層生物氣及滲透性良好的儲層是形成“原地自生自儲擴(kuò)散型”天然氣水合物礦藏的主控因素[73]。

6 結(jié)論

（1）由支持向量機(jī)分頻反演結(jié)果和井點(diǎn)的電阻率測井曲線的吻合度，說明該反演方法在本區(qū)對天然氣水合物刻畫的適用性。結(jié)果表明，天然氣水合物空間上具有分布不均勻的特征，厚層橫向上分布較為穩(wěn)定，埋藏較深；薄層較為分散，埋藏較淺，可能為厚層水合物的分支。

（2）影響該區(qū)天然氣水合物分布不均勻原因除了水深和溫壓條件外，主要受到氣源、沉積環(huán)境和構(gòu)造條件影響。晚中新世開始，構(gòu)造運(yùn)動(dòng)頻繁，將深部熱解氣沿著氣煙囪和斷層等縱向通道向上運(yùn)移，形成厚層狀“流體運(yùn)移滲漏型”天然氣水合物藏。海底沉積物中微生物作用成烴的生物氣，通過滲透性良好的儲層形成“原地自生自儲擴(kuò)散型”天然氣水合物藏。